Освіта альпійсько-гімалайського складчастого пояса. Сейсмічні пояси

На Землі є особливі зони підвищеної сейсмічної активності, де постійно відбуваються землетруси. Чому так відбувається? Чому землетруси найчастіше відбуваються в гірській місцевості і дуже рідко в пустелях? Чому в Тихому океані землетруси відбуваються постійно, породжуючи цунамі різного ступеня небезпеки, а ось про землетруси в Північному Льодовитому океані ми майже нічого не чули. Вся справа у сейсмічних поясах землі.

Вступ

Сейсмічними поясами землі називають місця, де літосферні плити планети стикаються між собою. У тих зонах, де сейсмічні пояси Землі утворюються, спостерігається підвищена рухливість земної кори, вулканічна активність, зумовлена ​​процесом гороутворення, що триває тисячоліттями.

Протяжність цих поясів неймовірно велика – пояси тягнуться на тисячі кілометрів.

На планеті існують два великі сейсмічні пояси: Середземноморсько-Трансазіатський і Тихоокеанський.

Мал. 1. Сейсмічні пояси Землі.

Середземноморсько-Трансазіатськийпояс бере свій початок біля берегів Перської затоки і закінчується у середині Атлантичного океану. Цей пояс ще називають широтним, оскільки він тягнеться паралельно екватору.

ТОП-1 статтяякі читають разом з цією

Тихоокеанський пояс– меридіональний, він тягнеться перпендикулярно до Середземноморсько-Трансазіатського поясу. Саме на лінії цього пояса розташована величезна кількість вулканів, що діють, велика частина вивержень яких відбувається під товщею води самого Тихого океану.

Якщо малювати сейсмічні пояси Землі на контурній карті – вийде цікавий та загадковий малюнок. Пояси ніби облямовують стародавні платформи Землі, а іноді й упроваджуються в них. Вони пов'язані з гігантськими розломами земної кори і давніми, і молодшими.

Середземноморсько-трансазійський сейсмічний пояс

Широтний сейсмічний пояс Землі проходить через Середземне море і всі гірські європейські масиви, що прилягають до нього, розташовані на півдні континенту. Він тягнеться через гори Малої Азії та Північної Африки, досягає гірських хребтів Кавказу та Ірану, пролягає через усю Середню Азію та Гіндукуш прямісінько до Коель-Луня та Гімалаїв.

У цьому поясі найбільш активними сейсмічними зонами вважаються гори Карпати, розташовані на території Румунії, весь Іран і Белуджистан. Від Белуджистану зона землетрусів тягнеться до Бірми.

Рис.2. Середземноморсько-Трансазійський сейсмічний пояс

У цьому поясі є активні сейсмічні зони, які розташовані не лише на суші, а й у водах двох океанів: Атлантичного та Індійського. Частково цей пояс захоплює і Північний Льодовитий океан. Сейсмічна зона всієї Атлантики проходить через Гренландське море та Іспанію.

Найбільш активна сейсмічна зона широтного поясу посідає дно Індійського океану, проходить через Аравійський півострів і тягнеться аж до півдня і південного заходу Антарктиди.

Тихоокеанський пояс

Але, як би не був небезпечний широтний сейсмічний пояс, все ж таки більша частина всіх землетрусів (близько 80%), які відбуваються на нашій планеті, припадає на Тихоокеанський пояс сейсмічної активності. Цей пояс проходить дном Тихого океану, по всіх гірських ланцюгах, що оперізують цей найбільший океан Землі, захоплює острови, розташовані в ньому, включаючи Індонезію.

Рис.3. Тихоокеанський сейсмічний пояс.

Найбільша частина цього поясу – Східна. Вона бере початок на Камчатці, тягнеться через Алеутські острови та західні прибережні зони Північної та Південної Америки прямо до Південно-Антильської петлі.

Східна гілка непередбачувана та маловивчена. Вона сповнена різких і звивистих поворотів.

Північна частина пояса найбільше сейсмічно активна, що постійно відчувають на собі жителі Каліфорнії, а також Центральної та Південної Америки.

Західна частина меридіонального поясу бере свій початок на Камчатці, тягнеться до Японії і далі.

Другорядні сейсмічні пояси

Не секрет, що під час землетрусів хвилі від коливань земної кори можуть досягати віддалених районів, які прийнято вважати безпечними щодо сейсмічної активності. У деяких місцях відлуння землетрусів не відчуваються зовсім, а в деяких досягають кількох балів за шкалою Ріхтера.

Рис.4. Мапа сейсмічної активності Землі.

Здебільшого ці зони, чутливі до коливань земної кори, перебувають під товщею води Світового океану. Другорядні сейсмічні пояси планети розташовані у водах Атлантики, Тихого океану, Індійського океану та в Арктиці. Більшість другорядних поясів припадає на східну частину планети, так, ці пояси тягнуться від Філіппін, поступово спускаючись до Антарктиди. Відлуння поштовхів ще можна відчути в Тихому океані, а ось в Атлантиці майже завжди сейсмічно спокійна зона.

Що ми дізналися?

Отже, Землі землетрусу не відбуваються у випадкових місцях. Сейсмічну активність земної кори можна передбачити, оскільки переважна більшість землетрусів відбувається у спеціальних зонах, які називаються сейсмічними поясами землі. Їх на нашій планеті всього два: Широтний Середземноморсько-Трансазійський сейсмічний пояс, який тягнеться паралельно Екватору і меридіональний Тихоокеанський сейсмічний пояс, розташований перпендикулярно до широтного.

Тест для перевірки

Оцінка доповіді

Середня оцінка: 4.1. Усього отримано оцінок: 597.

Глобальна тектонічна одиниця, що характеризується протягом її еволюції високої тектонічної активністю, формуванням магматичних і осадових комплексів - складчастий пояс. Існує два типи рухомих поясів - міжконтинентальні та окраїнно-континентальні. Міжконтинентальні пояси, до яких належать Північно-Атлантичний, Урало-Охотський, Середземноморський та Арктичний, закладені на зрілій континентальній корі середньопротерозойського суперконтиненту в процесі його рифтогенної деструкції. Вони пройшли у своєму розвитку дві перші стадії циклу Вілсона – стадію континентального рифтогенезу (африканського типу у рифеї) та стадію міжконтинентального рифтогенезу (червономорського типу наприкінці рифею – початку палеозою). У першу стадію накопичувалися уламкові товщі озерно-алювіального походження та вилилися бімодальні вулканіти – базальти, ріоліти, лужні різниці. У другу стадію з'являються евапорити, потім морські теригенні та карбонатні опади, а вулканіти змінили склад на толеїтовий. У цій стадії починається спрединг, але морський басейн має ще обмежену ширину - до 100 км або трохи більше.

Альпійська геосинклінальна (складчаста) область виділена А.Д. Архангельським та Н.С. Шатським у 1933 році. Середземноморський пояс є представником молодих складчастих споруд. Основна частина його структури формувалася в мезозойсько-кайнозойський час і пов'язана з історією розвитку та закриття мезозойського океану Тетіс, що відокремлював Гондвану від Євразії. Доказом океанського походження є присутність у сучасній структурі численних виходів офіолітів – реліктів океанської кори, що маркують шви зіткнення різних блоків. Виділяються кілька вікових груп поясів зіткнення: пізньо-палеозойський – передовий хребет Кавказу, раннемезозойський (тріас-юра) – Добруджа, Крим, Північний Кавказ, Північний Памір, крейдяний – Центральний Памір, Малий Кавказ, палеоген-неогеновий – Карпати та інші.

Утворення Тетіса супроводжувалося деструкцією та роздробленням континентальних мас, тому серед складчастих структур поясу можна розрізнити комплекси порід, що сформувалися на обох околицях океану – Гондванській та Євразійській. Усередині пояса розташовуються численні стародавні блоки - мікроконтиненти, що є відторженцями фундаменту, які включені в покривно-складчасті структури палеозою. До них належать палеозойські структури Передового та Головного хребта Великого Кавказу, Дзирульський масив Грузії, Нахічеванський блок Малого Кавказу, палеозоїди Північного Паміру, Гіндукуша, Південно-Західного Паміру. Серед цих блоків виділяються два типи: блоки Євразійського походження, різного генези, що зазнали складчастості в пізньому палеозої та блоки Гондванського походження, переважно карбонатні (Нахічевань, Південний Памір). Мезозойські та кайнозойські комплекси, що формувалися на околиці Гондвани, мають в основному карбонатно-осадовий тип розрізу (Зовнішній Загрос, Тавр), характерний для аридного клімату. Їх освіта відбувалася за умов пасивної континентальної околиці. Євразійські блоки складені, в основному, острівні комплекси (Великий і Малий Кавказ) та юрськими вугленосними формаціями (Іран). Їхнє формування відбувалося в умовах гумідного клімату.

Південна межа пояса проходить фронтом насувів уздовж Загросу ​​і Гімалаїв. Перед фронтом насувів залягають потужні товщі платформних осадових відкладень, починаючи з пізнього кембрію і до кайнозою. Ці товщі є колишню пасивну околицю Гондвани. Переміщення покривів на опади пасивної околиці почалося в пізньому крейді, досягло максимуму в міоцені та супроводжувалося зростанням гірських ланцюгів та формуванням передгірних крайових прогинів, заповнених моласами. Північна межа пояса розпливчаста. Вона простежується за насувами в Карпатах та на Памірі, а також крайовими прогинами на кордоні зі Східно-Європейською платформою.

Історія формування Середземноморського поясу дуже складна. Його закладення почалося ще в пізньому палеозої, коли південне обрамлення Східно-Європейської платформи зазнало герцинського орогенезу (у цей час, наприклад, було сформовано фундамент Скіфської плити). Початок мезозою характеризує відносно тектонічно спокійну стадію, близьку до платформної (це час формування осадового чохла Скіфської та Туранської плит). Повторний рифтинг і спрединг у середині мезозою призвів до різкої активізації тектонічних процесів і, зрештою, дав початок молодому Альпійсько-Гімалайському гірському поясу (рис. 3.2).

Мал. 3.2

а - простягання складок; б - насуви, фронт шарьяжів; в - зрушення; г - рух літосферних плит щодо Євразії у час; д - основні тектонічні течії у час

Структурні дуги: Карпатська (1), Критська (2), Кіпрська (3), Східно-Гаврська (4), Трабзонська (5), Малокавказька (6), Південно-Каспійська (7), Ельбурська (8), Західно-Копетдазька ( 9), Хорасанська (10), Лутська (11), Дарваз-Копетдазька (12), Таджицька (13), Памірська (14), Гіндукуш-Каракорумська (15). Літосферні плити: Адріатична (Ад), Аравійська (Ар), Євразійська (Ев), Індійська (Ін).

Піренеї.Найбільш західна ланка Альпійсько-Гімалайського поясу представлена ​​Піренеями. Піренейська споруда, що виникла на кордоні Євразійської та Іберійської плит у пізньому еоцені, побудована відносно симетрично, але з переважанням південної вергентності, окаймляючись з півночі на південь моласовими прогинами, з яких північна Адурська, відкривається на захід у Біскайську затоку, а південну на заході.

Альпи.Альпійська покривно-складчаста система утворює опуклу на північний захід дугу протяжність в 1200 км, своїм південно-західним закінченням, що досягає Середземного моря і північного сходу острова Корсика, а на північному сході занурюється під поперечну западину Віденського басейну. На південний захід вона шарнірно стуляє з Апеннінами в районі Генуї, а на південному сході до неї примикають Діанріди. З півночі значному протязі вздовж Альп простягається передовий моласовий прогин, але в півдні їх відокремлює від Аппенін загальний Паданський прогин. Найбільш висока – осьова зона Альп складена давніми кристалічними (гнейси, слюдяні сланці) та метаморфічними (кварцово-філітові сланці) породами. На північ, захід і південь від осьової зони простягаються зони вапняків і доломітів мезозою і молодші флішеві та моласові формації Предальп із середньогірським та низькогірним рельєфом.

Мал. 3.1

1 - складчасто-покривні споруди: цифри в гуртках: 1 - Піренеї, 2 - Бетська Кордильєра, 3 - Ер-Ріф, 4 - Телль-Атлас, 5 - Апенніни, 6 - Альпи, 7 - Динаріди, 8 -Еллініди, 9- Карпати, 10 – Балканіди, 11 – Гірський Крим, 12 – Великий Кавказ, 13 – Малий Кавказ, 14 – Ельбурс, 15-Копетдаг, 16 – Східні Понтіди, 17 – Тавриди, 18 – Загрос, 19 – Белуджистанські , 21 – Індо-Бірманські ланцюги, 22 – Зондсько-Бандська дуга; 2 - передові прогини та міжгірські западини; 3 – насувні фронти; 4 - зрушення

тектономагматичний альпійський геосинклінальний складчастість

Східні Карпатискладаються із серії тектонічних покривів, насунутих у північно-східному напрямку край Східно-Європейської платформи. У будові цієї покривної області виділяють три зони: зона зовнішніх покривів – представлені крейдяними олігоценовими флішевими та моласовими товщами. Моласи тяжіють до самої периферії Карпат і по суті належать крайовому прогину. Фліш представлений чергуванням мергелів та чорних сланців. Складчасті деформації у зовнішній зоні почалися в міоцені і продовжуються до теперішнього часу. Центральна зона покривів відрізняється від зовнішньої зони тим, що серед крейдяних палеогенових деформованих флішевих відкладень епізодично зустрічаються породи мезозойської (пізньоюрської) океанічної кори. Внутрішня зона покривів або так звана зона "стрімчаків" характеризується хаотичним змішанням різних комплексів порід. Вона являє собою виходи на поверхню блоків пізньотріас-юрських вапняків та глинистих сланців, юрських кремнів, гіпербазитів та інших порід, укладених у флішеву матрицю. Сам фліш має крейдяний вік. Крім перерахованих вище, присутні блоки древніх, докембрійських метаморфічних порід перекритих крейда-палеогенової моласою. Від зовнішніх покривів внутрішні відрізняються більш ранніми деформаціями межі раннього крейди, та був у міоцені. На південний захід ланцюг Карпат змінюється Закарпатською западиною, що представляє частину Пононської западини. Формування сучасної структури Східних Карпат та надвигоутворення є наслідком пізньокайнозойського зіткнення Африки з Європою. Рух покривів триває й нині, потім вказує існування глибинної сейсмофокальної зони під Карпатами.

Гірський Крим.Являє собою складчасту область із загальною антиклінорною структурою, південне крило якої обрізане западиною Чорного моря. У центральній частині оголюються тріасові та юрські відкладення, на північ вік відкладень поступово омолоджується до неогену. Характерний куестовий рельєф, зумовлений пологим падінням верств північ. В основі розрізу залягає фліш таврійської серії (тріас-нижня юра), що сформувався на континентальному підніжжі. Вгору по розрізу флішева товща змінюється ранньоюрською олістостромовою, до якої включені брили пермських вапняків. Далі по розрізу слідують среднеюрские вулканіти - базальти, андезитобазальти, шошоніти. Лави відокремлені від флішу незгодою та асоціюють з кремністо-аргілітовими та континентальними вугленосними товщами. Виливання відбувалися як і наземної, і підводної обстановці. Вулканіти належать вапняно-лужній серії острівного типу. В основі верхньої юри відзначається велика регіональна незгода, вище за який розріз представлений потужною товщею конгломератів, що змінюються позднеюрськими карбонатними відкладеннями. Юра згодна перекрита крейдяними та палеогеновими істотно карбонатними мілководними відкладеннями. У цей час область нинішнього Гірського Криму була шельфовою околицею Південної Європи.

Ельбурс.Тектонічну будову Ельбурса трактується нині як південно-вергентна антиформна споруда, що складається з нагромадження дуплексних покривів і лусок, ускладнена на заключній стадії розвитку утворенням пологих відцентрових нормальних скидів розтягування та гравітаційного розповзання. Ймовірно, весь цей покривно-складчастий комплекс зірваний зі свого докембрійського, пізньопротерозойського фундаменту. Початок утворення Ельбурського орогену, судячи з першої появи грубоуламкових відкладень моласового типу, відноситься до палеоцену, тобто до ларамійської фази альпійської складчастості, але основні деформації мають значно молодий вік, в основному пліоценово-четвертинний вік і на периферії орогену зачіпають.

Апенніни.За геологічною будовою Апенніни різко відрізняються від складу центральної альпійської зони. Переважаючі гірські породи - доломіти, мармури (каррарський, порто-венере), червоні та білі вапняки (альба-резе), біанконе, майоліки) та темні пісковики (мачіньо), змійовики, габро (евфотиди). В Апеннінах, крім вивержених порід та кристалічних сланців, розвинені відкладення юрської, крейдяної, третинної систем. Розрізняють Північні, Середні та Південні Апенніни.

Зона Телль-Атлас та підняття Ер-Ріф.Безпосереднім продовженням Апеннін по західний бік Туніської протоки, у Тунісі та Алжирі служить покривно-складчаста система Телль-Атласу. Разом з аналогічною системою Ер-Ріфа вона нерідко поєднується під назвою Магрібід. Внутрішня зона Телль-Атласа складена гнейсами, слюдяними сланцями, амфіболітами, мармурами, серицитовими та графітовими сланцями. Зона флішевих покривів складення потужним флішем крейдового-нижньопалеогенового віку різного типу. Зовнішня зона складається із серії покривів, у яких беруть участь відкладення глибокого крейдяного палеогенового прогину - мергелі, тонкозернисті вапняки, радіолярити. Хребет Ер-Ріф має форму півмісяця. Подібно до Телль-Атласу складається з трьох частин. Внутрішня зона утворена домезазойськими метаморфітами та Вапняковим хребтом (шельфові карбонати середнього та верхнього тріасу, радіолярити піщано-глиниста товща верхнього еоцену – нижнього міоцену). Зовнішня зона Ер-Ріфа має значну ширину і має складну будову. У її основі залягають метаморфічно палеозою, верхньопалеозойська моласа та гіпсо-солоносний тріас. Основний розріз складають глибоководні відкладення юри-еоцену з переважанням флішу та пелагічних вапняків.

Копетдаг.Складчаста система Копетдагу обмежує з півдня Туранську плиту. У її структурі виділяються Копетдазьке підняття, Передкопетдагський прогин, і примикає до них з півдня Закаспійська западина. Загалом складчаста область Копетдага виникла на місці мезозойсько-ранньокайнозойської пасивної околиці внаслідок пересування Іранського блоку щодо Євразії.

Памір.Складчасті споруди Паміру сформовані внаслідок зіткнення з Євразією Індійського континенту. Щодо цього Памір подібний до Гімалаїв і Південного Тибету і відрізняється від Кавказу. Загалом складчаста споруда Паміру має дугоподібну структурну форму, розташовану над північним виступом Індійського континенту і представлена ​​серією покривів, переміщених у північному напрямку. Памір - це акреційно-складчаста споруда, зібрана з різнотипних континентальних, океанічних, острівні та інших блоків, що спаялися в період з середини карбону по крейду і деформованих в післяолігоценовий час.

Кавказ.Сучасна структура Кавказу сформувалася у міоцені. Орографічно і геологічно тут виділяються підняття Великого та Малого Кавказу, розділені Ріонською та Куринською западинами. Великий Кавказ є серією лусок різновікових порід. Він має яскраво виражену антиклінорну форму. Ядро Великого Кавказу складено докембрійськими та палеозойськими товщами. У цьому районі на поверхню виведено фундамент скіфської плити.

Найбільшої площі на Великому Кавказі займають юрські та крейдяні товщі. Для нижньо-середньоюрських відкладень зазвичай підкреслюється дві характерні риси: по-перше вони складаються в основному з глинистих сланців і, по-друге, включають велику кількість лав.

Мал. 3.2.

1 - Предкавказька плита, включаючи зону Вапнякового Дагестану - ВД; 2 - те саме, під моласами; 3 - передові та перікліальні прогини: ЗК - Західно-Кубанський, ВК - Східно-Кубанський, ТК - Терсько-Каспійський, КД - Кусаро-Дивичський, АК - Апшероно-Кобистанський; 4 – зона Передового хребта; 5 – зона Головного хребта Центрального Кавказу: а – виступ кристалічного комплексу; 6- сланцева зона Центрального, Головного та Бокового хребтів Східного Кавказу; 7-флішеві зони Західного та Східного Кавказу; 8 - Гагра-Джавська та Кахетино-Вандамська зони; 9 – Закавказький серединний масив (мікроконтинент): а – виступ фундаменту на поверхню; 10 - те саме, під моласами; 11 - міжгірські прогини: Р - Ріонський, СК - Середньокуринський, ПК - Нижньокурінський, АА - Алазано-Агрічайський; 12 - Аджаро-Тріалетська зона; 13 - надвиги та скидо-надвиги; 14 – великі поперечно-флексурні зони, літери в гуртках: ПА – Пшехсько-Аднерська, ЗК – Західно-Каспійська, MB – Мінераловодська

Найдавніші з них мають яскраво виражений вапняно-лужний склад і представлені базальт-андезит-дацитовою серією. Їх формування пов'язують із функціонуванням Великоавказької острівної дуги. Територіально ці гостроводні вулканіти розвинені в межах головного хребта та в його обрамленні. У центральній частині Великого Кавказу широко розвинені базальти почту Гойхт та її аналогів ранньо-середньоюрського віку. Позднеюрские і крейдяні відкладення є безперервний осадовий розріз сформований у межах і найширше розвинені не більше Великого Кавказу. У складі розрізу присутні глинисті товщі, відкладення флішу, мерглисті опади, малопотужні крем'янисті шари. Верхньокремові та палеогенові теригенні відкладення флішегової будови поширені переважно по периферії антиклінорія Великого Кавказу.

Однією з найважливіших структурних елементів є Малокавказька вулканічна дуга. Вона представлена ​​диференційованою базальт-андезит-дацит-ріолітовою серією. Причому на півдні переважають примітивні острівні вулканіти, а на півночі проявляються більш лужні лави в асоціації з більш мілководними вулканогенно-уламковими серіями, що вказує на розтягнення в тилу дуги і наявність околиць, що заповнювалося теригенними породами. Сучасна структура Великого Кавказу утворена дома великого морського басейну, що виник у результаті розтягнення в ранній-середній юре і заповнювався уламковими товщами до раннього міоцену. Цей басейн з'явився в тилу Малокавказької острівної дуги і був типовим окраїнним морем. Максимум вулканізму посідає еоцен. В олігоцені по всьому вулканічному поясу пройшли деформації, що супроводжуються використанням гранітоїдів. Новий етап вулканічної діяльності відноситься до новітнього часу (починаючи з пліоцену), коли Вірменське нагір'я було залите базальтами та андезитами вапняно-лужної серії.

Гімалаї.Формування Гімалайського орогену пов'язується з колізією Індського кратону та Євразійської плити. Ця колізія, за сучасними даними, почалася наприкінці палеоцену, близько 55 млн. років тому на північному заході і поширилася на схід до середнього еоцену включно.

Мал. 3.3.

НН - Високі Гімалаї, LH - Низькі Гімалаї, MBT - Головний Прикордонний насув, MCT - Головний Центральний насув, MV - Вулканіти Тибету, NH - Північні Гімалаї, TH - Трансгімалаї

На сході система Гімалаїв зрізається діагональним розломам Мішмі, що маскує зчленування з наступним сегментом альпійського пояса, що починається на півночі Індо-Бірманськими ланцюгами.

Альпійська складчастість – епоха в історії утворення земної кори. У цю епоху утворилися найвища гірська система світу - Гімалаї. Чим характеризується ера? Які ще гори альпійської складчастості є?

Складчастості земної кори

У геології слово "складка" недалеко відходить від свого первинного значення. Воно позначає ділянку земної кори, у якій порода «сміялася». Зазвичай порода залягає горизонтальними шарами. Під впливом внутрішніх процесів Землі її становище може змінюватися. Вона прогинається або стискається, накладаючись на сусідні ділянки. Це і називається складчастістю.

Утворення складчастостей відбувається нерівномірно. Періоди їх появи та розвитку названі відповідно до геологічних епох. Найдавнішою є архейська. Вона перестала формуватися ще 1,6 мільярда років тому. З того часу численні зовнішні процеси планети перетворили їх на рівнини.

Після архейської існували байкальська, каледонська, герцинська, останньою є альпійська епоха складчастості. В історії формування земної кори вона займає останні 60 мільйонів років. Назву епохи вперше озвучив французький геолог Марсель Бертран у 1886 році.

Альпійська складчастість: характеристика періоду

Епоху умовно можна поділити на два періоди. У першому у земній поверхні активно з'являлися прогини. Поступово вони заповнювалися лавою та осадовими відкладеннями. Підняття кори були невеликі та дуже локальні. Другий етап відбувався інтенсивніше. Різні геодинамічні процеси сприяли утворенню гір.

Альпійська складчастість сформувала більшу частину найбільших сучасних гірських систем, що входять до Середземноморського та Тихоокеанського вулканічного кільця. Таким чином, складчастість утворює дві великі області з гірськими хребтами та вулканами. Вони входять до складу наймолодших гір планети та відрізняються кліматичними зонами, а також висотами.

Епоха ще не завершилася, а гори продовжують утворюватись і зараз. Про це свідчить сейсмічна та вулканічна активність у різних регіонах Землі. Складчаста область не суцільна. Хребти часто перериваються западинами (наприклад, Ферганська западина), у деяких з них утворилися моря (Чорне, Каспійське, Середземне).

Середземноморський пояс

Гірські системи альпійської складчастості, що належать до альпійсько-гімалайського поясу, простяглися у широтному напрямку. Вони майже повністю перетинають Євразію. Починаються в Північній Африці, проходять через Середземне, Чорне та Каспійське моря, тягнеться через Гімалаї до островів Індокитаю та Індонезії.

Гори альпійської складчастості включають Апенніни, Динари, Карпати, Альпи, Балкани, Атлас, Кавказ, Бірму, Гімалаї, Памір і т. д. Усі вони відрізняються своїм виглядом і висотою. Наприклад, - середньовисокі, мають плавні контури. Вони вкриті лісами, альпійською та субальпійською рослинністю. Кримські гори, на відміну від них, більш круті та скелясті. Їх покриває більш скупа степова та лісостепова рослинність.

Найвища гірська система – Гімалаї. Вони знаходяться в межах 7 країн, включаючи Тибет. Гори розтягнулися на 2 400 кілометрів завдовжки, які середні висоти досягають 6 кілометрів. Найвищою точкою є гора Еверест із висотою 8848 кілометрів.

Тихоокеанське вогняне кільце

Альпійська складчастість пов'язана і з формуванням. Воно включає і западини, які до них прилягають. Розташоване вулканічне кільце на периметрі Тихого океану.

Воно охоплює Камчатку, Курильські та Японські острови, Філіппіни, Антарктиду, Нову Зеландію та Нову Гвінею на західному узбережжі. На східному узбережжі океану до нього входять Анди, Кордильєри, Алеутські острови та архіпелаг Вогняна Земля.

Назва «вогняне кільце» ця область заслужила завдяки тому, що тут перебуває більшість вулканів планети. Приблизно 330 з них є діючими. Крім вивержень, у межах Тихоокеанського поясу відбувається найбільше землетрусів.

Частиною кільця є найдовша гірська система планети – Кордильєри. Вони перетинають 10 країн, що входять до Північної та Південної Америки. Протяжність гірського ланцюга становить 18 тисяч кілометрів.

У цій статті ми розповімо вам про Альпійсько-Гімалайський сейсмічний пояс, адже вся історія формування ландшафту планети Земля пов'язана з теорією і сейсмічними і вулканічними проявами, що супроводжують цей рух, внаслідок яких і сформувався існуючий нині рельєф земної кори… Рельєфоутворюючі поля земної кори, що призводять до утворення у ній тектонічних розломів та вертикальних гірських хребтів. Такі розривні процеси, що відбуваються в земній корі - звуться скиди і надвиги, що відповідно призводять до утворення горстів і грабенів. Рух тектонічних плит зрештою і призводять до інтенсивних сейсмічним проявам та виверженням вулканів. Таких видів руху плит є три:
1. Жорсткі рухливі тектонічні плити насуваються одна на одну, утворюючи при цьому гірські хребти як в океанах, так і на суші.
2. тектонічні плити, що стикаються, опускаються в мантію, утворюючи в земній корі тектонічні жолоби.
3. Тектонічні плити, що рухаються, ковзають між собою, утворюючи при цьому трансформні розломи.
З лінією контакту тектонічних плит, що рухаються, приблизно збігаються і пояси максимальної сейсмічної активності планети. Таких основних поясів виділено два:
1. Альпійсько-Гімалайський сейсмічний пояс
2. Тихоокеанський сейсмічний пояс.

Нижче зупинимося на Альпійсько - Гімалайському сейсмічному поясі, який простягається смугою від гірських структур Іспанії до Паміру, включаючи гори Франції, гірські споруди центру і півдня Європи, її південного сходу і далі - Карпати, гори Кавказу і Паміру, а також гірські прояви Ірану, півночі Індії, Туреччини та Бірми. У зазначеній смузі активного прояву тектонічних процесів і відбувається більшість катастрофічних землетрусів, що приносять країнам, що потрапляють до зони Альпійсько-Гімалайського сейсмічного поясу, незліченні лиха. Це і катастрофічні руйнування в населених пунктах, численні людські жертви, порушення транспортної інфраструктури та інше… Так у Китаї, 1566 року, стався потужний землетрус у провінціях Ганьсу та Шеньсі. Під час цього землетрусу загинуло понад 800 тисяч людей, а багато міст були стерті з землі. Калькутта в Індії, 1737 - загинуло близько 400 тисяч людей. 1948 - Ашхабад (Туркменія, СРСР). Загиблих – понад 100 тисяч. 1988, Вірменія (СРСР), міста Спітак і Ленінакан зруйновані вщент. Загинуло 25 тисяч людей. Можна перерахувати й інші потужні землетруси в Туреччині, Ірані, Румунії, що супроводжувалися великими руйнуваннями і людськими жертвами. Майже щодня сейсмічні служби моніторингу реєструють слабші землетруси по всьому Альпійсько-Гімалайському сейсмічному поясу. Вони свідчать про те, що тектонічні процеси в цих районах не припиняються ні на хвилину, рух тектонічних плит теж не припиняється, а після чергового потужного землетрусу і чергового скидання напруги земної кори воно знову наростає до критичної точки, в якій, рано чи пізно. неминуче відбудеться чергова розрядка напруженої земної кори, що викликає землетрус.
На жаль, сучасна наука не може точно визначати місце та час чергового землетрусу. В активних сейсмічних поясах земної кори вони неминучі, оскільки процес руху тектонічних плит безперервний, а значить і безперервне наростання напруженості в зонах дотику платформ, що рухаються. З розвитком цифрових технологій, з появою супер потужних і надшвидкісних комп'ютерних комплексів, сучасна сейсмологія все ближче підходитиме до того, що вона зможе виробляти математичне моделювання тектонічних процесів, що дасть можливість гранично точно і достовірно визначати точки чергового землетрусу. Це, у свою чергу, надасть можливість людству готуватися до таких катастроф і допоможе уникнути численних людських жертв, а сучасні та перспективні будівельні технології зведуть до мінімуму руйнівні наслідки потужних землетрусів. Слід зазначити той факт, що інші активні сейсмічні пояси на планеті досить близько збігаються з поясами вулканічної активності. Наукою доведено, що у більшості випадків вулканічна активність прямо пов'язана із сейсмічною активністю. Як і землетрусу, підвищена вулканічна активність несе пряму загрозу людській життєдіяльності. Багато вулканів розташовані в густонаселених районах, з розвиненою промисловістю. Будь-яке раптове виверження вулканів несе у собі небезпеку людей, які у зоні дії вулканів. Крім перерахованого, землетруси в океанах і морях призводять до виникнення цунамі, які є не менш руйнівними для прибережних зон, ніж самі землетруси. Саме з цієї причини завдання вдосконалення методів сейсмічного моніторингу активних сейсмічних поясів залишається актуальним завжди.

АЛЬПІЙСЬКО-ГІМАЛАЙСЬКИЙ РУХОВИЙ ПОЯС охоплює території Південної Європи, Північної Африки, Південної та Південно-Східної Азії - від Гібралтарської протоки до Індонезії; простягається у субширотному напрямі на відстань близько 17 тисяч км.

Поділяється на чотири гілки покривно-складчастих гірських споруд. 1-а – Піренеї – Альпи – Карпати – Балканіди – Понтиди – Малий Кавказ – Ельбурс – Туркмено-Хорасанські гори. 2-а – Північна Добруджа Гірський Крим – Великий Кавказ – Копетдаг. 3-я – Апенніни – Калабриди (південь Апеннінського півострова) – структури Північної Сицилії – Телль-Атлас – Ер-Ріф Андалуські гори (Кордильєра-Бетика) – структури Балеарських островів Західного Середземномор'я. 4-а – Динариди Еллініди – структури півдня Егейського моря – Критська дуга – Тавриди Туреччини – Загрос – Макран – Белуджистанські гори – Гімалаї – Індо-Бірманський ороген – Зондсько-Бандська дуга Індонезії. Пояс почав розвиток при розпаді суперконтиненту Пангея у 2-й половині пермі, коли в результаті континентального рифтогенезу і наступного в тріасі - юре спредингу виник океан Мезотетіс (дивись у статті Тетіс), який частково успадковував палеозойський Палеотетіс, але південніше, що розташовувався. Колізія континентів в області Мезотетісу почалася в пізній Юрі. У пізньому крейді на південь розкрився новий океан - Неотетіс, який мав безліч відгалужень, заток і окраїнних морів. Вважається, що Альпійсько-гімалайський рухомий пояс головним чином виник при закритті цього океану. Реліктові басейни Мезо- та Неотетісу збереглися у Середземному морі.

Закриття Неотетісу почалося в палеоцені і було викликане зіткненням острівних дуг та колізією континентів та мікроконтинентів з Євразією. Основна фаза деформацій – пізній еоцен. Континентальна колізія супроводжувалася формуванням численних покривів, включаючи офіолітові. Використання Індостанського блоку в Євразію з півдня призвело до формування в східному сегменті пояса найвищих гірських ланцюгів (Гіндукуш, Памір, Гімалаї). Розмір застосування близько 2 тисяч кілометрів. Пояс продовжує активно розвиватися (сейсмічність, вулканізм). Сучасна конвергенція (зближення) Афро-Аравійської та Євразійської плит реалізується в активних зонах субдукції (підсуву однієї літосферної плити під іншу) Східного Середземномор'я (Калабрійської, Егейської та Кіпрської) та на півдні Аравійського моря. У Бірмано-Зондській системі на південному сході пояса триває субдукція кори Індійського океану під Зондсько-Бандську острівну дугу, на крайньому півдні якої, в районі острова Тимор, у середині пліоцену розпочалася колізія Австралійського континенту з Євразійським.

Хайн Ст Є. Регіональна геотектоніка: Альпійський Середземноморський пояс. М., 1984; він же. Тектоніка континентів та океанів (рік 2000). М., 2001.